Masennus (meteorologia)

Masennus on suljettu alue alhainen ilmanpaine suhteessa, että naapuruston samalla tasolla. On pinta synoptisia karttaa , tämä antaa järjestelmä isobaarit minimaalisella paineen keskellä. Masennuksia löytyy korkeudesta tai pinnasta, ensimmäisessä tapauksessa ne havaitaan pienimmällä geopotentiaalilla , kun taas toisessa paine säädetään merenpinnalle ja antaa yleensä arvon alle 1013,25 hPa .

Matalat tilanteet liittyvät usein huonoon säähän, koska matalan tason dynamiikka edellyttää pilviä ja sateita aiheuttavien nousupintojen olemassaoloa . Lisäksi syvennyksen ympärillä oleva vaakasuuntainen paineen gradientti voi tuottaa voimakkaita tuulia . Kuten antisykloneilla , on puolipysyviä syvennyksiä, jotka ovat toimintakeskuksia, koska ne vaikuttavat häiriöiden liikkumiseen ja tuulien alueelliseen ilmakiertoon . Depressioita pidennetään usein venyttämällä väliaikaisen barometrisen kourun tai talveen , jolla on samat vaikutukset kuin syvennyksillä, sillä ainoalla erolla, että niiden verenkierto ei ole suljettu.

Masennuksen tyypit

Yleensä syvennykset tunnetaan sykloneina ja ne jaetaan trooppiseen sykloniin, subtrooppiseen sykloniin, ekstratrooppiseen sykloniin, polaariseen sykloniin ja napaiseen masennukseen.

Kaikki nämä syvennykset on luokiteltu kahteen tyyppiin niiden lähteen mukaan: lämpö ja dynaaminen.

• Terminen painaumat muodostetaan hyvin paikallisesti jatkuvasti korkeaan lämpeneminen maan pinnalla kommunikoi ilman päällä eikä dynaamista liikettä ilmakehään. Jotkut ilmestyvät vain vuorokauden lämpenemisellä ja katoavat yöllä, mutta tärkeimmät ovat pysyviä asettumalla kuiville tai puolikuiville manneralueille. Nämä syvennykset vaimentuvat korkeudessa, ja korkeapainejärjestelmä voittaa ne .
• Dynaamiset syvennykset johtuvat itse ilmakierrosta eikä ilmamassojen lämpenemisestä. Ilmakehän kierto pakottaa tietyt ilmamassat rentoutumaan nousevassa virtauksessa ja keventymään, mikä antaa matalapaineisia alueita. Nämä syvennykset syvenevät korkeudessa.

Osa syvennyksistä johtuu molemmista ilmiöistä, joten niitä kutsutaan termodynaamisiksi syvennyksiksi. Jotkut näistä matalat, kuten yksi Islanti , ovat keskittyneet osittain lähelle vakituisen osissa valtamerten ja toimia alhaisen paineen keskuksia . Niitä esiintyy siellä, missä lämpöhitaus sallii tasapainoisen lämmönvaihdon ympäristön kanssa ja ilmakehän vakauden hyvän osan vuotta.

Tuulen tasapaino

Melko hyvässä arvioinnissa tuulen voimaan ja suuntaan vaikuttaa toisaalta ilmakehän paineen vaakasuora voima ja toisaalta Coriolis-voima . Painegradientista johtuvalla voimalla on kiinteä suunta, mutta Coriolis-voima on pysyvästi suorassa kulmassa nopeuteen nähden ja taipuu taipumaan tuulen oikealle puolelle (pohjoisella pallonpuoliskolla). Tuulen suunta voi vakiintua vasta, kun tuulta ei enää suuntaeta lainkaan, toisin sanoen kun nämä kaksi voimaa ovat tasapainossa: paineen gradientista johtuva voima on tällöin täsmälleen päinvastainen Corioliksen voimalla.

Tasapainossa tuulen nopeusvektori (joka on aina kohtisuorassa Coriolis-voimaan nähden) on siis myös kohtisuorassa painogradienttiin. Tämä on Buys-Ballotin laki . Paineen gradientista johtuvalla voimalla on kiinteä suunta, mutta Coriolis-voima on pysyvästi suorassa kulmassa nopeuteen nähden ja taipuu taipumaan tuulen oikealle puolelle (pohjoisella pallonpuoliskolla). Tuuli puhaltaa matalan ympärillä (sen sijaan, että se suuntasi suoraan eteenpäin, kuten intuitio salli ), tuntuvasti isobariviivoja pitkin , vastapäivään pohjoisella pallonpuoliskolla ja myötäpäivään eteläisellä pallonpuoliskolla. Kun tuuli pyörii ympyröinä (ensimmäisenä likiarvona), sen siirtymä ei voi suoraan täyttää keskipainetta; tästä syystä syvennys on suhteellisen vakaa huolimatta paineen gradientista ja siitä johtuvasta ilmakehän siirtymästä.

Muutamalla ensimmäisellä sadalla metrillä maanpinnan yläpuolella kitkavoima vaikuttaa myös tuuleen merkittävästi ja yleensä hidastaa tuulta: se on voima, joka kohdistuu tuulen suuntaan nähden vastakkaiseen suuntaan. Koska Coriolis-voima puolestaan ​​on aina kohtisuorassa tuuleen nähden, jotta tuuli olisi vakaa ja tasapainossa, paine-gradientin on tällöin kompensoitava sekä Coriolis-voima että kitkavoima. Tätä varten sen suunta ei voi enää olla kohtisuorassa tuuleen nähden, vaan sen on oltava suunnattu hieman eteenpäin tuulen suuntaan nähden. Toisin sanoen kitkakomponentti aiheuttaa sen, että maapallolla tuuli tasapainossa ei voi puhaltaa tarkalleen isobariviivojen suuntaan , mutta se on ohjattava kohti syvennyksen keskustaa.

Tällä kitkavaikutuksella on taipumus tuoda ilma takaisin syvennyksen keskelle alhaalta, ja tämä rajallinen ilman sisääntulo pohjassa voidaan tasapainottaa vain, kun keski-ilma nousee syvennyksen akselia pitkin. Pohjimmiltaan pyöreällä vaakajärjestelmällä, jota hallitsee Coriolis-voima, asetetaan sitten pystysuuntainen järjestelmä, joka asettaa nousevan pystysuuntaisen liikkeen ilmakehän konvektiosolun keskelle .

Masennuksen kehittyminen johtuu sitten kahden vaikutuksen välisestä kilpailusta. Maapallon kitkavoimat hävittävät energian ja pyrkivät täyttämään syvennyksen syöttämällä ilmaa kohti keskustaa. Ilman nousu keskellä on keskeinen moottori, joka voi vapauttaa tarpeeksi energiaa aiheuttamaan imuvaikutuksen, mikä päinvastoin korostaa masennusta ja nopeuttaa ilmamassojen kokonaisliikettä.

Keskimääräinen ilmamassan pystysuuntainen nopeus

Masennukselle on tunnusomaista lähentyminen lähellä maata ja divergenssi suurella korkeudella ja siten ilmamassan ylöspäin suuntautuva liike, joka on lauhkeilla alueilla muutaman senttimetrin sekunnissa.

Nousunopeutta ilmaisevat kaavat

Olkoon U vaakasuuntainen tuulen nopeus, f₀ ” Coriolis-voimaan  ” liittyvä parametri  ja L painuman koko. Määritämme Rossbyn luvun Ro seuraavasti:

Ro=Uf0L{\ displaystyle Ro = {U \ yli f_ {0} L}}

Leutoilla leveysasteilla meillä on s; trooppisilla leveysasteilla haluaisimme mieluummin olla s. Keskileveysasteiden masennuksesta meillä on ja mikä antaa . Joko tropopaussin korkeus . Keskimääräinen nousunopeus on: f0=10-4{\ displaystyle f_ {0} = 10 ^ {- 4}}f0=10-5{\ displaystyle f_ {0} = 10 ^ {- 5}}L≈106 m{\ displaystyle L \ noin 10 ^ {6} \ m}U≈10m/s{\ displaystyle U \ n. 10 m / s}Ro≈0,1{\ displaystyle Ro \ noin 0,1}H≈104{\ displaystyle H \ noin 10 ^ {4}}

W=RoUHL=U2Hf0L2{\ displaystyle W = Ro {UH \ yli L} = {U ^ {2} H \ yli f_ {0} L ^ {2}}}

joka antaa lauhkeat leveysasteet. W≈0,01 m/s{\ displaystyle W \ noin 0,01 \ m / s}

Olemme nyt trooppisilla leveysasteilla ja pidämme pientä trooppista syklonia. Oletetaan, että , , , saadaan: U=30 m/s{\ displaystyle U = 30 \ m / s}L=3×105m{\ displaystyle L = 3 \ kertaa 10 ^ {5} m}H=2×104 m{\ displaystyle H = 2 \ kertaa 10 ^ {4} \ m}

W=30×30×2×10410-5×3×105×3×105=20 m/s{\ displaystyle W = {30 \ kertaa 30 \ kertaa 2 \ kertaa 10 ^ {4} \ yli 10 ^ {- 5} \ kertaa 3 \ kertaa 10 ^ {5} \ kertaa 3 \ kertaa 10 ^ {5}} = 20 \ m / s}

ja Rossbyn numero muuttuu

Ro=3010-5×3×105=10{\ displaystyle Ro = {30 \ yli 10 ^ {- 5} \ kertaa 3 \ kertaa 10 ^ {5}} = 10} Teoriassa hissin pystynopeus olisi 20  m / s , mikä ei ole kovin uskottavaa  

Teoriassa keskimääräinen kohoamisnopeus on trooppinen sykloni voi nousta ( 20  m / s tai enemmän), joka ei ole kovin uskottava. Käytännössä vertikaalinen nopeudet mitataan kuuropilviä muodostavan seinämän silmän syklonin ovat yleensä suuruusluokkaa 5 kohteeseen 10  m / s .

Vakavien syklonien aikana tornadot ovat kuitenkin saattaneet muodostua, ja voidaan olettaa, että nousunopeudet olivat suuremmat.

On huomattava, että lauhkeilla alueilla ilmamassan nousunopeus on luokkaa muutama senttimetri sekunnissa, mikä sulkee pois sen käytön purjelentokoneilla, joiden putoamisnopeus on luokkaa metri sekunnissa. Toisaalta on täysin suljettu lentäminen purjelentokoneella trooppisessa syklonissa, kun otetaan huomioon esiintyvät äärimmäiset ilmiöt. Pienillä leveysasteilla, jos sää on selkeä, trooppinen ylimääräinen sykloni luo erinomaiset aerologiset olosuhteet liukumiseen ja erityisesti kylmän rintaman kulkiessa, koska ilman keskimääräinen nousunopeus tulee merkittäväksi.

Ulkonäkö ja hajoaminen

Masennuksen puhkeaminen ja liike johtuu yleensä ylöspäin suuntautuvan pystysuuntaisen liikkeen olemassaolosta masennuksen välittömässä läheisyydessä. Päivitys voi johtua vapaan ilmakehän dynamiikan ilmiöistä, jotka aiheuttavat eroavaisuuksia troposfäärin keski- tai ylemmissä kerroksissa  ; tämä korkeusero aiheuttaa imun, joka saa ilman nousemaan alemmilta tasoilta ja laskemaan paineita maanpinnan tasolla.

Niistä ilmiöistä, jotka voivat aiheuttaa korkeuseroja:

• Barokliiniset aallot (kutsutaan myös etuajoiksi, jotka liittyvät suihkuvirtaan );
• Advektio on pyörre . ;
• Piilevän lämmön vapautuminen ilmakehän vesihöyryn kondensoitumisen vuoksi;
• Ilmakehän konvektio tuottaa liian updrafts, mutta konvektiivisen työntövoima on yleensä sen lähde alhainen.

Kaikki nämä ilmiöt voidaan yhdistää vaihtelevassa määrin, eivätkä ne sulje pois toisiaan. Siten masennusten (syklogeneesi) kehittymiselle on kaksi päätapaa, jotka riippuvat muodostumispaikasta:

• 30 astetta pohjoisen ja etelän yläpuolella, Coriolis-voima on tärkeä, ilma on järjestetty enemmän tai vähemmän homogeenisiksi massaiksi, joita erottavat nopean siirtymän alueet, joita kutsutaan rintamiksi . Näiden nauhojen varrella muodostuu keskileveysasteen matalat matalat jaksossa, jonka Norjan meteorologinen korkeakoulu on kuvannut hyvin ja joka korostaa pystysuuntaisia ​​liikkeitä.
• Lähempänä päiväntasaajaa tärkein rooli on konvektiolla ilman massoissa ilman etupuolia. Matala Coriolis-tekijä palvelee vain ukkosmäärien organisointia.

Kun masennuksen aiheuttavat voimat haihtuvat, pintavirtauksen konvergenssi kohti edellä selostettua syvennyksen keskipistettä saa sen täyttymään vähitellen.

Liittyvä aika

Matalat tuovat yleensä huonoa säätä ja pilvistä taivasta sekä kaikkia siihen liittyviä sääilmiöitä, kuten suihkut , ukkosmyrskyt , hurrikaanit tai myrskyt, koska ilman pystysuuntainen liike on ylöspäin ( ylöspäin ) seurauksena tuulien lähentymisestä lähellä maata ja eroista korkeudessa. Tämä prosessi vähentää ilman lämpötila, koska se kokee adiabaattinen laajeneminen , ja tulee piste, jossa tämä saavuttaa arvon kyllästyminen suhteessa kosteus ilman sisältämän paketti. Tältä tasolta on kondensaatio on yhä osa vesihöyryn juoni, joka muodostaa pilvi. Jos pystysuuntainen liike jatkuu, pilvipisarat muodostavat sadepisaroita tai hiutaleita ympäristön lämpötilasta riippuen.

Ilman vakaudesta riippuen voidaan saada erityyppisiä pilviä ja sateita. Keskileveysasteen syvennyksissä ( ekstratrooppiset syklonit ) päiväntasaajalta ja pylväistä tulee ilmamassoja , joita kutsutaan rintamiksi . Lohkon ympärille kehittyvä sykloninen verenkierto sallii kuuman ilman kulkeutumisen pylväisiin ja kylmän ilman päiväntasaajalle etusektorista riippuen. Järjestelmän edessä ilma on yleensä vakaa, koska se on lämmin ilma etenemässä viileämmän ilman yli, ja jatkuvassa nousussa muodostuu pilviä kerrostyyppiseksi . Tämä johtaa suuriin alueisiin jatkuvaa sadetta tai lunta . Kuumalla alueella ilma voi olla epävakaa, ja pienintäkään ylöspäin suuntautuvaa liikettä kiihdyttää Archimedesin työntövoima, joka antaa suihkua tai ukkosta . Näiden järjestelmien takana ilma on myös epävakaa, mutta vähemmän kostea, konvektio on vähemmän syvä.

Toisaalta, trooppisissa sykloneissa pilvet ja saostumat ovat täysin konvektiivityyppisiä, ja niillä on hyvin erityinen organisointi kaistoilla . Niihin ei liity etuosia, joten pintalämpötila näiden järjestelmien ympärillä on yleensä tasainen.

Huomautuksia ja viitteitä

1. World Meteorological Organization , "  Depression  " , Meteorology on Eumetcal- sanasto (tarkastettu 23. elokuuta 2013 )
2. "  Depression  " , meteorologinen sanasto , Météo-France (käytetty 2. heinäkuuta 2013 )
3. "  Thermal depressions  " , meteorologian sanasto , Météo-France (käytetty 19. toukokuuta 2014 )
4. "  Geostrofinen tuuli  " , meteorologian sanasto , Météo-France ,2010(käytetty 2. heinäkuuta 2013 )
5. "  Geostrofisen tuulen ja Buys-Ballot-säännön määritelmä  " , UVED , yliopiston opetuspalvelu (kuultu 2. heinäkuuta 2013 )
6. "  Buys-Ballot (Christophorus Henricus)  " , sääennusteen ymmärtäminen , Météo-France ,2010(käytetty 2. heinäkuuta 2013 )
7. "  Geostrofisen tuulen rajat: kitkakerroksen tapaus lähellä maata  " , UVED: llä , yliopiston opetuspalvelu (kuultu 2. heinäkuuta 2013 )
8. Sylvie Malardel, Fundamentals of meteorologia: koululla aikaa , Toulouse, Cépaduès ,2009, 710  Sivumäärä ( ISBN  978-2-85428-851-3 ja 2-85428-851-3 ) , s.  306-313
9. (in) Kerry Emanuel, Trooppiset , 75-104  s. ( lue verkossa ) , s.  81
10. (in) Black M. et ai., Trooppisten syklonien pystysuuntaiset liikeominaisuudet määritettynä ilmassa olevilla Doppler-radiaalinopeuksilla , voi.  54,Heinäkuu 1996( lue verkossa ) , s.  1888
11. (en) D. Bikos, J. Weaver, R. Weldon, T. Carlson ja D. Vallee, “  Cyclogenesis Seen by Photos from Geostationary Satellites  ” , Regional and Mesoscale Meteorology Branch , Colorado State University (tarkastettu heinäkuussa 2, 2013 ) [ppt]
13. ”  miten ja missä Hurricanes Form ,  ” Tietoja Hurricanes puolesta Kanadan Hurricane Centerin ,30. kesäkuuta 2010(katsottu 5. tammikuuta 2013 )
14. "  Condensation process  " , UVED , yliopiston opetuspalvelu (kuultu 2. heinäkuuta 2013 )
15. "  pilvet  " , on UVED yliopiston opetus palvelu (näytetty 02 heinäkuu 2013 )
16. (in) JetStream, "  Tropical Cyclone Structure  " , kansallinen sääpalvelu ( luettu 2. heinäkuuta 2013 )

Katso myös

Aiheeseen liittyvät artikkelit

• Ilmakehän kierto
• Antisykloni
• Ilmanpaine
• Euroopan meteorologia

Ulkoiset linkit

• Auktoriteettitiedot  :
  • Kongressin kirjasto
  • Gemeinsame Normdatei
• Ilmoitukset yleisissä sanakirjoissa tai tietosanakirjoissa  : Encyclopædia Universalis  • Gran Enciclopèdia Catalana  • Store norske leksikon
• Urheiluun liittyvä resurssi  :
  • (en)  Surffauksen tietosanakirja
• "  Toulousen yliopiston kurssi ilmakehän termodynamiikasta  " (kuultu 2. heinäkuuta 2013 )